FUNDAMENTOS DA CIÊNCIA DO SOLO - ROTEIRO DE AULAS PRÁTICAS.pdf

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CLARICE DE OLIVEIRA CLARICE DE OLIVEIRA ADELSON PAULO ARAÚJO ADELSON PAULO ARAÚJO NELSON MAZUR NELSON MAZUR SEROPÉDICA SEROPÉDICA 2002 2002

INSTI

INSTITUTO DE AGR

TUTO DE AGR ONOMIA

ONOMIA

DEPARTAMENTO DE SOLOS

F U N D A M E N T O S D A C I Ê N C I A D O S O L O

I A 3 2

ROTEIRO DE AULAS PRÁTICAS

2 ª E D I Ç Ã O

(2)

(3)

1. 1. MINERAIS

MINERAIS NO

NO SOLO

SOLO

11

2. 2. ROCHAS

ROCHAS -

- MATERIAIS

MATERIAIS FORMADORES

FORMADORES DO

DO SOLO

SOLO

11

3. 3. COLETA

COLETA DE

DE AMOSTRAS

AMOSTRAS DE

DE SOLO

SOLO

20

4. 4. PREPARO

PREPARO DE

DE AMOSTRAS

AMOSTRAS DE

DE TERRA

TERRA

22

5. 5. PERFIL

PERFIL DO

DO SOLO

SOLO

24

6. 6. TEXTURA

TEXTURA DO

DO SOLO

SOLO -

- DETERMINAÇÃO

DETERMINAÇÃO EXPEDITA

EXPEDITA

27

7. 7. ANÁLISE

ANÁLISE GRANULOMÉTRICA

GRANULOMÉTRICA

28

8. 8. DENSIDADE

DENSIDADE DO

DO SOLO,

SOLO, DENSIDADE

DENSIDADE REAL

REAL E

E POROSIDADE

POROSIDADE

31

9. 9. REAÇÃO

REAÇÃO DO

DO SOLO

SOLO

34

10. 10. CAPACIDADE

CAPACIDADE DE

DE TROCA

TROCA

36

11. 11. MATÉRIA

MATÉRIA ORGÂNICA

ORGÂNICA

38

12. 12. CAPACIDADE

CAPACIDADE DE

DE RETENÇÃO

RETENÇÃO DE

DE ÁGUA

ÁGUA

41

13.

(4)

1. MINERAIS NO SOLO

Os minerais são substâncias naturais provenientes de processos inorgânicos definidos e apresentando Os minerais são substâncias naturais provenientes de processos inorgânicos definidos e apresentando composição da qual participa um ou

composição da qual participa um ou mais elementos químicos.mais elementos químicos.

As rochas se constituem de um ou da reunião de dois ou mais minerais. O número de minerais conhecidos é As rochas se constituem de um ou da reunião de dois ou mais minerais. O número de minerais conhecidos é muito grande, contudo, poucas são as espécies presentes na maioria das rochas, particularmente nas rochas ígneas. muito grande, contudo, poucas são as espécies presentes na maioria das rochas, particularmente nas rochas ígneas.

Os minerais de rochas e aqueles constituindo o material de formação de solos podem ser divididos em dois Os minerais de rochas e aqueles constituindo o material de formação de solos podem ser divididos em dois grupos: primários e secundários. Não obstante, é necessário dar ênfase ao número relativamente pequeno de grupos: primários e secundários. Não obstante, é necessário dar ênfase ao número relativamente pequeno de minerais primários constituintes das rochas ígneas, através dos quais se originam grupos numerosos de minerais minerais primários constituintes das rochas ígneas, através dos quais se originam grupos numerosos de minerais secundários.

secundários.

Pode se definir:

Pode se definir: Mineral primárioMineral primário – mineral presente nas rochas magmáticas ou metamórficas, que – mineral presente nas rochas magmáticas ou metamórficas, que permanece

permanece no no perfil perfil do do solo solo bem bem desenvolvido desenvolvido por por ser ser resistente resistente ao ao intemperismo. intemperismo. Estes Estes minerais minerais são, são, portanto,portanto, formados a altas temperaturas e/ou pressão.

formados a altas temperaturas e/ou pressão. Mineral secundárioMineral secundário – Mineral resultante da decomposição parcial de – Mineral resultante da decomposição parcial de um outro mineral, tendo estrutura essencialmente herdada ou formado a partir da solubilização de outros minerais. um outro mineral, tendo estrutura essencialmente herdada ou formado a partir da solubilização de outros minerais. Os minerais secundários podem ser formados a partir da solubilização dos minerais primários, durante o processo Os minerais secundários podem ser formados a partir da solubilização dos minerais primários, durante o processo do intemperismo destes, as mais baixas t

do intemperismo destes, as mais baixas temperaturas.emperaturas.

Entre os minerais primários deve ser ressaltada a importância dos silicatos, por constituírem o maior número Entre os minerais primários deve ser ressaltada a importância dos silicatos, por constituírem o maior número das espécies presentes em rochas ígneas e na maioria dos solos.

das espécies presentes em rochas ígneas e na maioria dos solos. Os minerais também são classificados em

Os minerais também são classificados em essenciaisessenciais ee acessóriosacessórios. Os essenciais, dispostos na Série de. Os essenciais, dispostos na Série de Bowen (Figura 2-1), são aqueles cuja presença e teor são importantes para a classificação das rochas. Os acessórios Bowen (Figura 2-1), são aqueles cuja presença e teor são importantes para a classificação das rochas. Os acessórios são aqueles que, ocasionalmente, podem estar presentes nas rochas. Os minerais primários presentes nos solos são são aqueles que, ocasionalmente, podem estar presentes nas rochas. Os minerais primários presentes nos solos são habitualmente estudados pela Série de Bowen.

habitualmente estudados pela Série de Bowen.

Quadro 1-1. Composição Mineralógica média das rochas Quadro 1-1. Composição Mineralógica média das rochas

Quartzo 12,4%

Feldspatos

Feldspatos alcalinos alcalinos 31,0%31,0% Feldspatos

Feldspatos Plagioclásios Plagioclásios 29,2%29,2%

Piroxênios 12,0% Piroxênios 12,0% Hornblenda 1,7% Hornblenda 1,7% Biotita 3,8% Biotita 3,8% Muscovita 1,4% Muscovita 1,4% Olivina 2,6% Olivina 2,6% Nefelina Nefelina 0,3%0,3% Apatita 0,6% Apatita 0,6% Minerais

Minerais de de metais metais pesados pesados 4,1%4,1%

A proporção dos minerais nos solos é dependente do seu conteúdo nas rochas matrizes, de sua resistência ao A proporção dos minerais nos solos é dependente do seu conteúdo nas rochas matrizes, de sua resistência ao intemperismo, bem como da intensidade desse processo. Depende, ainda, da sua granulometria no material matriz intemperismo, bem como da intensidade desse processo. Depende, ainda, da sua granulometria no material matriz que deu origem ao solo.

que deu origem ao solo.

As proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo podem ser observadas no As proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo podem ser observadas no Quadro 1-2, e os oito elementos mais comuns na crosta terrestre, podem ser visto no Quadro 1-3.

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Quadro 1-2. Proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo Quadro 1-2. Proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo

Feldspatos

Feldspatos 31,0%31,0% Quartzo

Quartzo 12,4%12,4%

Minerais de argila e mica

Minerais de argila e mica 18%18% Calcita e Dolomita Calcita e Dolomita 9%9% Óxidos de ferro Óxidos de ferro 4%4% Piroxênio e Anfibólio Piroxênio e Anfibólio 1%1% Outros Outros 10%10%

Quadro 1-3. Elementos mais comuns na crosta terrestre Quadro 1-3. Elementos mais comuns na crosta terrestre

Elementos

Elementos Peso (%)Peso (%) O O 46,4046,40 Si Si 27,7227,72 Al Al 8,138,13 Fe Fe 5,005,00 Mg Mg 2,092,09 Ca Ca 3,833,83 Na Na 2,832,83 K K 2,592,59

De acordo com o Quadro 1-3, observa-se com nitidez que, na composição da crosta terrestre e, obviamente do De acordo com o Quadro 1-3, observa-se com nitidez que, na composição da crosta terrestre e, obviamente do material rochoso, há uma predominância dos elementos Oxigênio (O), Silício (Si) e Alumínio (Al). Assim, pode-se material rochoso, há uma predominância dos elementos Oxigênio (O), Silício (Si) e Alumínio (Al). Assim, pode-se idealizar a crosta terrestre e, conseqüentemente, o material rochoso, como uma armação de íons oxigênio unidos, idealizar a crosta terrestre e, conseqüentemente, o material rochoso, como uma armação de íons oxigênio unidos, formando configurações por vezes complexas, pelos íons silício e alumínio. Os espaços são preenchidos pelos formando configurações por vezes complexas, pelos íons silício e alumínio. Os espaços são preenchidos pelos demais íons dos elementos componentes, dando os mais diversos minerais. Portanto, é de se esperar que os mais demais íons dos elementos componentes, dando os mais diversos minerais. Portanto, é de se esperar que os mais abundantes serão aqueles compostos que contenham Si ligado ao O.

abundantes serão aqueles compostos que contenham Si ligado ao O.

1.1. ESTRUTURA DOS SILICATOS 1.1. ESTRUTURA DOS SILICATOS

Estes corpos conforme visto anteriormente, se denominam silicatos aluminossilicatos de Fe, Mg, Ca, Na e K, Estes corpos conforme visto anteriormente, se denominam silicatos aluminossilicatos de Fe, Mg, Ca, Na e K, que pela ação do intemperismo dão origem aos solos, tornando assim elementos importantes ao nosso estudo. Na que pela ação do intemperismo dão origem aos solos, tornando assim elementos importantes ao nosso estudo. Na realidade, todos os cátions que aparecem no Quadro 1-3, e muitos outros cátions presentes em quantidades menores realidade, todos os cátions que aparecem no Quadro 1-3, e muitos outros cátions presentes em quantidades menores na crosta terrestre, existem também em algumas espécies de silicatos. Os cátions que se encontram em um na crosta terrestre, existem também em algumas espécies de silicatos. Os cátions que se encontram em um determinado silicato dependem em grande parte da estrutura atômica do mineral. Similarmente a susceptibilidade do determinado silicato dependem em grande parte da estrutura atômica do mineral. Similarmente a susceptibilidade do mineral a intemperização será também em função da

mineral a intemperização será também em função da estrutura atômica.estrutura atômica.

Sabe-se que base de sustentação dos silicatos é o tetraedro de silício (SiO Sabe-se que base de sustentação dos silicatos é o tetraedro de silício (SiO44))4-4-..

A estrutura real que se forma dependerá da maneira como essas unidades estão ligadas entre si. Os tetraedros A estrutura real que se forma dependerá da maneira como essas unidades estão ligadas entre si. Os tetraedros de SiO

de SiO44 podem existir em unidades independentes (estão unidos por cátions) ou os quatros oxigênios podem estar podem existir em unidades independentes (estão unidos por cátions) ou os quatros oxigênios podem estar

ligados com outros íons silício para forma cadeias, anéis ou estruturas reticulares (forma de redes). A estrutura ligados com outros íons silício para forma cadeias, anéis ou estruturas reticulares (forma de redes). A estrutura dependerá assim do número relativo de unidades que a integra, além de seus tamanhos e propriedades e polarização. dependerá assim do número relativo de unidades que a integra, além de seus tamanhos e propriedades e polarização.

A unidade fundamental dos silicatos é o ânion (SiO

A unidade fundamental dos silicatos é o ânion (SiO44))4-4-, este ânion é formado por um íon Si, este ânion é formado por um íon Si4+4+ cercado por 4 cercado por 4

íons O

íons O2-2-_{que ocupam o vértice de um tetraedro hipotético em cujo centro esta o cátion (“tetraedro de sílica"). As}_{que ocupam o vértice de um tetraedro hipotético em cujo centro esta o cátion (“tetraedro de sílica"). As}

forças repulsivas entre órbitas de igual magnitude de carga determinam a colocação dos átomos de oxigênio nos forças repulsivas entre órbitas de igual magnitude de carga determinam a colocação dos átomos de oxigênio nos

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vértices de um tetraedro tendo no centro o silício (Figura 1-1). Estas unidades estruturais quando polimerizadas formam a lâmina tetraédrica.

Fonte: Fundamentos da Ci ência do Solo (IA-305) Gráficos-Desenhos- Tabelas. Nascimento,R.A.M. 1998

Figura 1-1. Tetraedro de silício, unidade básica dos nesossilicatos.

1.1.1. NESOSSILICATOS

(do gregonesos = ilha, tetraedros isolados)

Estes minerais estão formados por unidades independentes de SiO₄ (isto é, sem compartilhamento de oxigênios). As cargas negativas dos tetraedros são atendidas apenas por Fe2+_{e/ou Mg}2+_{, que os interligam. As}

olivinas são o mais comum desses minerais tendo por fórmula: (Mg,Fe)2SiO4.

Figura 1-2. Tetraedros compartilhando um oxigênio comum (sorosilicatos) (Si2O7)-6

As olivinas são minerais de cor verde que integram uma série isomórfica com forsterita (Mg2SiO4). e fayalita

(Fe2SiO4) como espécies finais:

Olivinas

Fayalita ← → Forsterita (Fe₂SiO₄) (Mg,Fe)₂SiO₄ (Mg₂SiO₄)

Estabilidade: as olivinas intemperizam-se com facilidade. Por este motivo, quase não são encontradas no solo e em sedimentos.

Produtos do intemperismo:argilas silicatadas, óxi-hidróxidos de Fe, sílica coloidal e solutos.

1.1.2. INOSSILICATOS:

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a) Cadeia simples

Esta estrutura característica dos piroxênios compreende o enlace de dois oxigênios de cada tetraedro para formar uma cadeia simples e comprida. Unidades (SiO3)n-2 ou Si2O6.

As cadeias podem permanecer ligadas por Mg++_{como no caso da}_Enstatita

(Mg SiO3) ou por Mg++ ou Fe++ como no caso do Hipêrstenio. A Augita é o mineral mais comum deste

grupo, cuja formula é: Ca (Mg, Fe, Al) (SiAl)2O6.

Os piroxênios estão geralmente representados nos solos pela augita, mineral ferromagnesiano escuro comum em basaltos e outras rochas ígneas básicas.

Figura 1-3. Inossilicatos de cadeia simples (SiO3)n-2

b) Cadeias duplas

Esta estrutura é característica dosanfibólios e se forma mediante a junção de duas cadeias simples, de modo que se unam por meio de 2,5 oxigênios para cada tetraedro. A unidade básica é: (Si₄O₁₁)_n-6_{. A} _hornblenda

(NaCa)2(Mg, Fe, Al)5 (SiAl4O11) é um dos minerais mais abundantes deste grupo dos anfibólios que se encontram

nas rochas.

A composição dos anfibólios pode ser representada por uma série isomorfa, com tremolina Ca2 Mg5

(Si4O11)(OH)2 eactinolita Ca2Fe5 (Si4O11)2(OH)2 nos extremos.

Série isomorfa - fenômeno pelas qual substancias de composição química análoga se apresentam sob constituição cristalina praticamente idêntica.

Os inossilicatos apresentam esfoliação em duas direções paralelas às cadeias de tetraedros. Esta esfoliação debilita a estrutura e facilita sua alteração.

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Fonte: Fundamentos da Ciência do Solo (IA-305) Gráficos-Desenhos- Tabelas. Nascimento,R.A.M. 1998

Figura 1-4. Inossilicato de cadeia dupla – (Si4O11)n-6

Estabilidade: Piroxênios e anfibólios também intemperizam-se com facilidade (menor que as olivinas), de modo que são raros no solo e em sedimentos

Produtos do intemperismo:argilas silicatadas, óxi-hidróxidos de Fe, Al, Mn e Ti, sílica coloidal e solutos.

1.1.3. FILOSSILICATOS:

(do grego phyllon = folha, lâmina)

Esta estrutura é característica das micas.

O cristal, formado pelo empilhamento de camadas muito delgadas, tem aspecto semelhante ao de uma pilha de folhas de papel.

As camadas apresentam estrutura em lâminas. A biotita e muscovita são chamadas de silicatos laminares 2:1 onde os íons em coordenação octaédrica se unem aos oxigênios apicais de duas lâminas de tetraedros. A relação 2:1 se refere ao número de camadas de cátions em coordenação tetraédrica e relação ao número de camadas de cátions em coordenação octaédrica. Assim, esses minerais, diferentes dos demais estudados, apresentam em suas estruturas, além da unidade tetraedro de silício, outra unidade estrutural, os octaedros.

Figura 1-5. Estrutura de um filossilicato

Os octaedros consistem em um cátion (Mg2+, Fe2+ou Al3+) cercado em disposição octaédrica (o cátion está em coordenação VI); estas unidades quando polimerizadas formam a lâmina octaédrica.

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Figura 1-6. Exemplo de lâmina trioctaedral.

Biotita

A Biotita apresenta coloração preta, chamada de mica preta. É um Silicato ferromagnesiano de potássio: KSi3Al(Mg, Fe)3)10(OH)2.Estruturalmente, é um Filossilicato 2:1 onde a lâmina mediana (octaédrica) apresenta

como íon central Mg2+_{ou Fe}2+_{em todas as posições possíveis para o equilíbrio da estrutura.}

Figura 1-7. Exemplo de um mineral trioctaedral – Estrutura dos Biotita.

Muscovita

Mica de coloração branco-amarelada, chamada de mica branca. Silicato ferromagnesiano de potássio: KSi3Al(Al)2O10(OH)2. É um Filossilicato 2:1, semelhante à biotita, da qual difere na lâmina mediana (octaédrica),

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Figura 1-8. Exemplo de uma lâmina dioctraedral -Estrutura da Muscovita

Estabilidade: A biotita se decompõe com mais facilidade que a muscovita por apresentar em sua estrutura o Fe2+_{que se oxida facilmente e o Mg}2+_{que tende a interagir hidroxilas. A muscovita é muito resistente ao}

intemperismo, mas também se decompõe.

Produtos do intemperismo: argilas silicatadas, hidróxido de alumínio, sílica coloidal e K +_{(aq). Essas micas}

são importantes fornecedoras de K para os solos.

Nos solos as micas não são encontrados nas partículas areia e silte no solo. A muscovita é mais comum que a biotita devido a sua maior resistência ao intemperismo.

1.1.4. TECTOSSILICATOS

(do gregotektos = armação) (silicatos reticulares)

Estruturalmente representam o mais elevado grau de polimerização dos silicatos. Os tetraedros SiO4 ligam-se

em uma trama tridimensional, em tetraedros vizinhos (Figura 1-9). Composição básica é SiO2. Os exemplos mais

comuns são o quartzo feldspatos e feldspatóides.

Figura 1-9. Representação esquemática da estrutura de tectosilicatos de composição SiO2.

Feldspatos

Compõem o grupo dos mais comuns minerais das rochas e da própria crosta terrestre.

O quartzo (SiO2) é constituído por tetraedros SiO4 onde não há substituição. Nos feldspatos ocorre

substituição isomórfica, deste modo, parte dos tetraedros esta ocupada por Al3+_{ao invés de Si}4+_{. As cargas negativas}

então excedentes são compensadas por cátions K, formando os Feldspatos Potássicos, ou por cátions Ca2+ e/ou K + (nos plagioclásios).

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Asubstituição isomórfica se refere à ocorrência de uma espécie iônica em lugar de outra sem que se altere a estrutura cristalina. Ex: Al3+_{no lugar do Si}4+_.

Feldspatos Calco-sódicos (Plagioclásios)

Os feldspatos plagioclásios podem ser considerados uma isomorfa. Os termos extremos são : Anortita CaSi2Al2O8

Albita NaSi₃AlO₈

Os termos extremos dessa série são nomeados de acordo com a % de CaO e de Na2O.

CaO % Na2O % 100 0 Anortita 90 10 Bitownita 70 30 Labradorita 50 50 Andesita 30 70 Oligoclásio 10 90 Albita 0 100

Da Anortita a Albita cresce o teor de Na+_{e decresce o de Al}3+_.

Neste mesmo sentido, cresce a resistência ao intemperismo.

A energia de ligação tetraédrica Al-O é de aproximadamente 1800 Kcal e a da ligação Si-O de 3000 Kcal, sendo, portanto, os tetraedros ocupados pelos cátions de alumínio menos resistentes.

Quanto maior a quantidade de substituição de Si por Al (substituição isomórfica) na estrutura do mineral mais susceptível este se torna à decomposição.

Estabilidade: Comparativamente, os plagioclásios são tão pouco resistentes ao intemperismo quanto os minerais ferromagnesianos.

Produtos do intemperismo:argilas silicatadas, hidróxido de alumínio, sílica coloidal, Ca2+_{(aq) e Na}+_(aq).

Feldspatos Potássio (Ortoclásio)

Estruturalmente é um tectossilicato: KSi₃AlO₈ Apresenta coloração rósea.

Estabilidade:Decomponível, porém mais resistente que os plagioclásios e os ferromagnesianos.

Produtos do intemperismo:argilas silicatadas, hidróxido de alumínio, sílica coloidal e K +_(aq).

Os feldspatos são encontrados na areia e silte e, somente em pequenas quantidades, na argila. O ortoclásio é mais abundante do que o plagioclásio. A quantidade de feldspato no solo depende da composição da rocha da qual este foi formado e da intensidade de intemperização que tenha ocorrido. O ortoclásio e albita são de resistência média ao intemperismo, enquanto a anortita é de baixa. No solo, o feldspato pode ser a fonte de K para as plantas. A liberação pelo intemperismo, entretanto, é muito lenta para atender a necessidade imediata das plantas em uma estação de crescimento.

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Quartzo

Estruturalmente é um tectossilicato em que todos os tetraedros estão ocupados por Si4+_{. Apresenta a fórmula}

SiO2.

Normalmente sem cor ou branco (Quartzo hialino), mas pode se apresentar colorido pela presença de impurezas. A presença de Ti confere ao quartzo cor azul, de Ti e Mn cor rósea, de Fe e Mn cor violeta (ametista), de Ni cor verde, de Cr cor vermelha e de elementos radioativos e matéria orgânica cor fume (Quartzo esfumaçado).

O quartzo é o mais comum e abundante mineral presente na maioria dos solos. Em solos argilosos é encontrado em pequenas quantidades. Devido sua abundância nos solos arenosos, o quartzo e areia tem sido usado como sinônimo. No entanto quando determinações mineralógicas são feitas, a areia no solo contem muitos outros minerais.

O quartzo é muito insolúvel, tanto na água como nos ácidos. Por não apresentar clivagem e elevada dureza (7), não é rapidamente reduzido no tamanho da partícula. O baixo coeficiente térmico de expansão resulta em insensibilidade a mudanças rápidas de temperatura e conseqüentes redução no tamanho da partícula. Como um resultado desta alta resistência ao intemperismo químico e físico quando colocado em um ambiente de intemperismo, acumula com o tempo, à medida que minerais mais susceptíveis decompõem e decrescem em quantidade.

Estabilidade: Quando em dimensões maiores que a da fração argila, é praticamente indecomponível. Por esta razão, é o mais comum componente da fração areia dos solos e sedimentos.

1.1.5. MINERAIS ACESSÓRIOS Apatitas

Mineral apresentando a formula geral Ca5(PO4)3(F, Cl, OH), existem apatitas várias cores sendo tons de

verde ou marrom os mais comuns.

(F) Fluorapatita (mais comum) (Cl) Cloroapatita

(OH) Hidroxiapatita

Este mineral se apresenta em pequenas quantidades nas rochas. Alguns folhelhos e calcários são ricos em fosfatos, contendo algumas camadas com mais de 50% de fosfatos. Estas são chamadas de fosforitas ou rochas fosfatadas e, quando suficientemente ricas e extensivas, são exploradas para produzir fertilizante fosfatado.

A apatita é a fonte original do fosfato do solo. A quantidade encontrada depende do conteúdo de apatita na rocha mãe e da intensidade e duração do intemperismo que tem ocorrido. No solo, ela é encontrada na areia e silte e tem resistência média a alta ao intemperismo, dependendo das condições do solo. Se o solo é alcalino a neutro, a apatita tem uma alta resistência, enquanto em solo ácido, a resistência é apenas média. Em solo ácido, ela é lentamente transformada para um fosfato de ferro ou alumínio, ou é adsorvido por argila, para formar um complexo insolúvel argila-fosfato. Conseqüentemente, em solo intemperizado, a maior parte do fosfato é encontrada na argila. Considerando que os ânions fosfatos reagem rapidamente com vários constituintes do solo (argila mineral, óxidos hidróxidos de ferro e alumínio), estes são muito imóveis no solo.

Óxidos, Hidróxidos e óxido-hidróxidos

Este grupo compreende a Hematita (Fe2O3), a Goetita FeO(OH) e a Gibsita (Al(OH)3).

A goetita é marrom-amarelada a marrom-escura. A hematita é marrom-avermelhada, cinza-aço, ou preta e pode ter aparência metálica. A gibsita é normalmente branca, mas pode ser rosa, verde, cinza ou marrom-clara.

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A goetita e/ou hematita são constituintes comuns nas rochas sedimentares e são as causas da coloração amarela, laranjas, marrons e vermelhas. Nas outras rochas são raras. A gibsita é um dos constituintes da bauxita, um material encontrado em áreas tropicais, o qual é um dos minérios mais explorados para a produção de alumínio.

A coloração vermelha, laranja e/ou amarela a marrom nos solos é causada pela presença de goetita e hematita, o qual comumente ocorrem como cobertura na superfície de partículas de todos os tamanhos, em particular, as partículas argilas. A gibsita é encontrada em solo altamente intemperizados nas regiões tropicais e

subtropicais. Em alguns destes solos a gibsita e óxidos hidróxidos de ferro são os constituintes mais abundantes. Neste caso, a intemperização tem sido suficientemente intensa para remover, por lixiviação, praticamente todos os

elementos exceto ferro férrico e alumínio, os quais formam óxidos altamente insolúveis e são, portanto, muito imóveis. No passado, estes solos foram chamados de lateritas, mas hoje são conhecidos como Oxissolos.

Além de ser uma possível fonte de nutriente para a planta, o ferro, estes minerais de ferro proporcionam um indicador de lixiviação e do estado de drenagem do solo. Nos solos chamados Podzóis, ocorre à presença de um horizonte esbranquiçado próximo à superfície, onde grande parte do óxido-hidróxidos de ferro foi removido. O estado de drenagem do solo também pode ser indicado pelos óxidos hidróxidos de ferro. Os solos bem drenados têm oxigênio suficientemente presente para manter o ferro em um estado férrico, o qual resulta cores vermelho- brilhante, marrom e laranja. Se os espaços de poros no solo são preenchidos por água, reduzindo o suprimento de oxigênio por um período longo de tempo durante o ano, parte do ferro férrico é reduzido a ferro ferroso e a cor cinza torna-se mesclada com a vermelha quando condições de oxidação se alternam com condições de redução. Este fenômeno é chamado mosqueamento. O grau de desenvolvimento do mosqueamento no solo pode ser usado para medir o estado de drenagem.

Carbonatos

Este grupo compreende principalmente a Calcita (CaCO₃) e Dolomita (CaMg(CO₃)₂).

Esses minerais podem ser detectados pela rápida evolução de dióxido de carbono, efervescência, sobre

reação com ácido diluído. O ácido comumente usado é o HCl. CaCO3(s) + HCl(aq) CaCl2(aq) + H2O(l) + CO2(g)↑

A calcita e a dolomita podem ser distinguidas pela suas diferenças na reatividade com ácido. A calcita reage rapidamente, independente do tamanho da partícula. A dolomita reage lentamente quando o tamanho da partícula é grande, mas muito mais rapidamente quando pulverizada. Se for necessário arranhar o material para causar efervescência, o mineral é dolomita.

São mais comuns nas rochas sedimentares. Se a calcita é dominante, a rocha é denominada de calcário ou calcário calcítico. Quando a dolomita é preponderante, é chamada de dolomita ou calcário dolomítico.

As rochas carbonatadas são as fontes de materiais calcários usados para neutralizar a acidez do solo e proporcionar nutrientes para as plantas, Ca e Mg.

O carbonato de cálcio permanece no solo somente em áreas áridas e semi-áridas. Quando mais baixa a pluviosidade, mais próximo à superfície os carbonatos são encontrados. A camada dura e cimentada formada próxima à superfície do solo, resultante da acumulação de carbonatos, é denominada de caliche. Quando a chuva

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2. ROCHAS - MATERIAIS FORMADORES DO SOLO

2.1. ROCHAS ÍGNEAS

2.1.1. CLASSIFICAÇÃO E IDENTIFICAÇÃO DAS ROCHAS ÍGNEAS

Dadas às características do seu ambiente de formação, existem inúmeros tipos de rochas ígneas. A classificação destas rochas pode ser feita de acordo com diferentes critérios, a saber:

Profundidade de Formação da Rocha

O magma, no seu movimento no interior do globo terrestre, pode atingir ou não a superfície e têm-se, desse modo, os seguintes tipos de rochas:

1. Vulcânicas ou extrusivas, onde o resfriamento e a consolidação do magma se deu à superfície. Neste caso o resfriamento do magma é rápido, uma vez que está em contato direto com a atmosfera.

Ex.: basalto, riolito

2. Plutônicas ou intrusivas, que são formadas em grandes profundidades, sendo o resfriamento do magma lento, já que as perdas de calor são menores.

Ex.: gabro, granito

Granulometria

Em função do tamanho dos grãos minerais nelas presentes, as rochas podem ser divididas em: 1. Faneríticas ou grosseiras, cujos minerais são facilmente perceptíveis a olho nu.

Ex.: granito, gabro

2. Médias, cujos minerais são moderadamente visíveis a olho nu. Ex.: microgranito, diabásio

3. Afaníticas ou finas, nas quais é impossível a distinção dos minerais, a olho nu. Ex.: basalto, riolito.

Teor de SiO2

É um critério químico relacionado com a quantidade de sílica total na rocha, sendo assim divididas: 1. Ácidas: SiO2 > 65%

Tais rochas sempre contém uma proporção expressiva do mineral quartzo. Ex.: Granito 2. Intermediárias: 54% < SiO2 < 65%

São ricas em silicatos havendo, porém, pouco ou nenhum quartzo. Ex.: sienito 3. Básicas: 45% < SiO2 < 54%. Ex.: Basalto (básica);

4. Ultrabásicas: SiO2< 45%

São rochas que não contém quartzo. Ex.: Periodito (ultrabásica)

Cor ou Porcentagem de Silicatos Ferromagnesianos

A presença de Fe e Mg na composição dos silicatos faz com que eles tenham colorações escuras. A maior ou menor presença destes silicatos faz com que a rocha seja mais escura ou mais clara. Assim, temos:

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1. Félsicas ou leucocráticas: rochas de cores claras. Ex. Granito, Riolito. 2. Máficas ou melanocráticas: rochas de cores escuras. Ex. Basalto, Gabro. 3. Mesocráticas: rochas de cores intermediárias. Ex. Sodalita-sienito

Composição Mineralógica

É critério fundamental para a denominação da rocha. Os minerais mais importantes para a classificação são: feldspatos potássicos, plagioclásios (feldspatos cálcio-sódicos), quartzo, biotita, anfibólios (hornblenda, por exemplo), piroxênios, olivinas e os feldspatóides. São então avaliadas as proporções médias dos minerais contidos na rocha e atribuída a denominação Figura 2-1.

MINERAIS ESSENCIAIS DAS ROCHAS ÍGNEAS

SÉRIE DE BOWEN ( SÉRIE de Goldich)

OLIVINA S É R I E D E S C O N T Í N U A D O S F E R R O M A G N E S I A N O O R D E M D E C R I S T A L I Z A Ç Ã O ANORTITA PIROXÊNIO BITOWNITA LABRADORITA ANDESITA ANFIBÓLIO OLIGOCLÁSIO BIOTITA ALBITA ORTOCLÁSIO MUSCOVITA QUARTZO R E S I S T Ê N C I A A O I N T E M P E R I S M O S É R I E C O N T Í N U A D O S P L A G I O C Á S I O S

Figura 2-1. Minerais essenciais nas rochas ígneas, dispostas segundo a Série de Bowen-Goldish

Feldspatóides são minerais, semelhantes aos feldspatos, mas com menos sílica em sua composição, pois os mesmos se formam quando não há, no magma, sílica suficiente para formar feldspatos.

(16)

2.2. ROCHAS SEDIMENTARES

As rochas sedimentares são formadas através da consolidação de sedimentos, que consistem de materiais originados da destruição, alteração de rochas pré-existentes. O processo denominado de diagênese ou litificação.

Assim, a formação de uma rocha sedimentar decorre de uma sucessão de eventos, que constituem o chamado ciclo sedimentar. As etapas do ciclo sedimentar são:

♦ Decomposição de rochas pré-existentes (intemperismo)

♦ Remoção e transporte de produtos do intemperismo

♦ Deposição dos sedimentos

♦ Consolidação (endurecimento) dos sedimentos.

2.2.1. CLASSIFICAÇÃO E IDENTIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES

Ao final do ciclo sedimentar tem-se a formação das rochas sedimentares.

Em função das características do ciclo, há basicamente três grupos de sedimentos: a. Detríticos (fragmentos),

b. Químicos (solutos) e c. Orgânicos

Que originam dois grupos de rochas sedimentares:

a. Rochas sedimentares clásticas (fragmentárias ou detríticas) b. Rochas sedimentares químicas e orgânicas

2.2.2. ROCHAS SEDIMENTARES CLÁSTICAS

São formadas por minerais detríticos, resistentes, que suportam transporte sem se decomporem, e/ou minerais secundários. As rochas clásticas podem ser subdivididas segundo as classes de tamanho dos sedimentos.

Diâmetro (mm)

Sedimento não consolidado (partícula)

Sedimento consolidado (rocha)

> 2,0 Cascalho Conglomerado_Brecha

0,05 - 2,0 Areia Arenito

0,002 - 0,05 Silte Siltito < 0,002 Argila _FolhelhoArgilito

2.2.3. ROCHAS SEDIMENTARES QUÍMICAS OU ORGÂNICAS

Rochas Sedimentares Químicas são formadas por minerais quimicamente precipitados, tais como a calcita e dolomita (calcários), a sílica (cherts), a halita e silvita (evaporitos).

Rochas Sedimentares Orgânicas são originadas pela precipitação e/ou acúmulo de materiais orgânicos animais ou vegetais, tais como esqueletos (diatomitos), conchas (coquinas), carapaças (recifes de coral), restos de vegetais (carvão).

Por serem formadas por deposição de sedimentos as rochas sedimentares, em sua maior parte, apresentam uma estrutura muito característica: a estratificação. A estratificação pode ser visualizada pela variação de cor e/ou granulometria em camadas (estratos) paralelas na rocha, que se devem às variações mineralógicas e/ou texturais dos sedimentos.

(17)

2.3. ROCHAS METAMÓRFICAS

As rochas sedimentares são formadas, de modo geral, pela desintegração e/ou decomposição de rochas pré-existentes, com posterior transporte dos detritos ou fragmentos, culminando o processo com a deposição ou sedimentação dos produtos da erosão, perto ou longe da área fonte que forneceu o material. Assim, as condições de pressão e temperatura em que se formam as rochas sedimentares conseqüentemente aproximam-se ou são idênticas

às da superfície terrestre.

Por outro lado, as rocha ígneas derivam-se da solidificação de um magma e se cristalizam a temperaturas no geral, desde 100°C até 600°C, sob condições de pressão variando desde atmosféricas (caso de lavas) até alguns milhares de atmosferas (condições de profundidades de 20 km; caso das rochas plutônicas).

As rochas sedimentares, bem como as magmáticas, quando soterradas a profundidades de 3 a 20 km em determinados ambientes geológicos onde atuam altas pressões e temperaturas (que oscilam desde 100 a 600°C), tornam-se instáveis. Os minerais originais transformam-se, através de reações mútuas ou mudanças no sistema de cristalização, em novos minerais. Assim, a rocha passa a ter uma nova composição mineral e novas texturas e estruturas aparecem.

Uma rocha metamórfica é então, aquela resultante da transformação de rochas pré-existentes, sob a influência de agentes de origem interna, tais como pressão, temperatura e fluidos gasosos (CO2 e H2O,

principalmente). Esse conjunto de transformações constitui o metamorfismo.

O metamorfismo se dá, dessa forma, em um intervalo relativamente amplo de pressões e temperaturas de tal forma que as rochas podem ser mais ou menos metamorfimizadas. Para possibilitar a diferenciação dessas rochas, o intervalo de pressões e temperaturas, no qual se dá o metamorfismo é dividido em graus metamórficos: incipiente, fraco, médio e forte, conforme a atuação dos agentes pressão e temperatura seja mais intensa. Geralmente com o aumento do grau metamórfico ocorrem mudanças na mineralogia e um aumento de granulometria (tamanho nos grãos dos minerais).

Rochas de grau metamórfico incipiente mostram poucas diferenças em relação às originais, enquanto as rochas de alto grau metamórfico guardam pouca ou nenhuma feição da rocha original. Acima do grau metamórfico forte, começa a ocorrer a refusão parcial da rocha - já que os minerais têm diferentes pontos de fusão - e tem-se rochas de natureza híbrida metamórfica-ígnea, como é o caso dos migmatitos. Uma seqüência típica de grau metamórfico crescente é:

Ardósia→ filito→ xisto→ gnaisse

onde estão facilmente perceptíveis as modificações mineralógicas e texturais.

Devido à ocorrência comum de pressões dirigidas nos ambientes metamórficos, estas rochas, mostram comumente uma estrutura denominada de xistosidade. A xistosidade consiste na orientação de minerais que têm formas possíveis de serem orientadas (planares e/ou alongadas) em planos paralelos sucessivos. A medida que cresce a proporção de minerais não orientáveis (quartzo e feldspato, por exemplo) a xistosidade dá lugar a uma segregação de minerais em bandas, conhecida como foliação gnáissica.

2.3.1. CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS METAMÓRFICAS

A classificação das rochas metamórficas não obedece a critérios determinados como nos casos anteriores, dada a sua grande variabilidade. Os mais diversos tipos de rochas são passíveis de se metamorfizarem, de modo que não existem parâmetros distintivos de aplicação ampla. Assim são descritos a seguir as principais classes de rochas metamórficas.

(18)

ROCHAS METAMÓRFICAS MAIS COMUNS

ARDÓSIAS Rochas de baixo grau metamórfico (incipiente), derivadas de rochas do tipo argilito/siltito._{Possuem granulação muito fina e excelente xistosidade.}

FILITOS

Rocha de granulação fina com boa xistosidade. Os planos de xistosidade mostram um brilho sedoso típico dado pela sericita e/ou clorita. São de baixo grau metamórfico (fraco) originados de argilito/siltito.

XISTOS

Rochas xistosas, cujos minerais são perfeitamente visíveis na amostra de mão. Constituídas essencialmente por minerais micáceos e quartzo e feldspatos em menor proporção. São rochas de grau metamórfico médio originadas de argilito/siltito, basaltos, Gabros e Ultrabásicas. GNAISSES

Rochas constituídas por micas, anfibólios, quartzo e feldspato onde os minerais claros se alternam em bandas com os minerais escuros, constituindo a foliação gnáissica. Tem grau metamórfico médio a forte e derivam de rochas ígneas ou sedimentares.

QUARTZITOS Rochas metamórficas derivadas de arenitos, compostas por mais de 80% de quartzo.

MÁRMORES Rochas originadas do metamorfismo de calcários, compostas basicamente de calcita ou_dolomita. ANFIBÓLIOS Rochas compostas de anfibólios e feldspatos (plagioclásios). Apresentam orientação de_{minerais e provêm de rochas ígneas básicas.}

ITABIRITOS

São um tipo especial de quartzito, proveniente de uma rocha sedimentar química, que se caracteriza por um alternância de bandas de quartzo e bandas de hematita (geralmente especularita).

ESTEATITOS (pedra sabão)

Rochas compostas essencialmente por talco e clorita com xistosidade pouco pronunciada, originadas do metamorfismo de rochas ígneas Ultrabásicas.

(19)

2.4. NATUREZA DAS ROCHAS

OBJETIVO - Este exercício proporciona uma oportunidade ao aluno de familiarizar-se com as rochas mais comuns, identificar e analisar suas características.

2.4.1. MATERIAL

1. Diversos tipos de rochas, e amostras de solos 2. Lupa

3. Lâmina de vidro

4. Solução de ácido clorídrico 10%

2.4.2. PROCEDIMENTO

Sobre a mesa são apresentados diferentes tipos rochas e solo. O aluno deverá seguir a seqüência apresentada, observar as amostras e responder as questões apresentadas para cada seção. Para responder as questões, o aluno poderá consultar o texto, tabelas referentes a esta prática, assim como as informações recebidas na aula teórica.

CLASSIFICAÇÃO SIMPLIFICADA DAS ROCHAS SEDIMENTARES Tipo de

Sedimento Sedimentos Rocha Sedimentar Correspondente Designação Tamanho das partículas_(mm)

Matacões > 20 Calhaus 20 - 10 Cascalho 10 - 2 Conglomerado Areia 20 – 0,05 Arenito Silte 0,05 – 0,002 Siltito C l á s t i c o Argila < 0,002 Argilito

Resíduos vegetais Turfa, Carvão de Pedra (hulha) Orgânicos

Resíduos animais Saproletito, Âmbar, guano Conchas e carapaças calcárias Calcário, Dolomito Margas Calcário argiloso

N ã o C l á s t i c o

(20)

I A 3 2 1 F U N D A M E N T O S D A C I Ê N C I A D O S O L O

COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA APROXIMADA DAS PRINCIPAIS ROCHA ÍGNEAS (%)

LEUCOCRÁTICAS MESOCRÁTICAS MELANOCRÁTICAS

ALCALINAS ÁCIDAS INTERMEDIÁRIAS BÁSICAS ULTRABÁSICAS EXTRUSIVAS Fonolito Traquito Riolito Quartzo-latito Diacito Andesito BASALTO -

-ORTOCLÁSIO 45 80 40 25 9 5 - - -QUARTZO - - 30 25 17 2 - - -PLAGIOCLÁSIOS - 10 15 25 45 60 50 2 -BIOTITA 2 3 10 15 9 3 - - -HORNBLENDA 3 5 5 10 20 20 5 - -PIROXÊNIOS - - - 10 45 48 -OLIVINAS - - - 50 100 M I N E R A I S NEFELINA 50 - - -

-INTRUSIVAS Nefelina-sienito Sienito GRANITO Grano-diorito Tonalito Diorito Gabro Peridotito Dunito

OUTRAS ROCHAS ÍGNEAS Pegmatito: composição≈ granito Diabásio: composição≈ basalto Meláfiro: composição≈_pórfiro

(21)

COMPOSIÇÃO QUÍMICA DE ALGUMAS ROCHAS ÍGNEAS

Nefelina-sienito Riolito Granito

Quartzo-diorito Andesito Basalto-toleítico Olivina- basalto Periodotito SiO2 55 74 67 66 54 51 48 44 Al2O3 21 14 16 16 17 14 12 4 Fe2O3+FeO 4 2 4 5 9 12 12 12 K 2O 5 5 3 1 1 1 1 1 Na2O 9 4 4 4 4 2 2 1 MgO+CaO 3 1 5 7 12 17 23 38 Outros 3 - 1 1 3 3 2 1 TOTAL 100 100 100 100 100 100 100 100

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ROCHAS

+

INTEMPERISMO

→

_SOLO

extração

→

_VEGETAÇÃO

+

₊

Remoção e

Transporte

←

decomposição

+

Sele ão

+

Deposi ão

SEDIMENTOS DEPOSITADOS

Cascalho

Areias

Siltes

Argilas Turfa

Evaporitos Calcário

Rochas sedimentares

Clásticas

Orgânicas e Químicas

Conglomerado

e Grauwaga

Arenito Siltito

Argilito e

Folhelho

Carvão

Sal-Gema e

Outros

Calcário Dolomito

MATERIAL SOLÚVEL

SAIS E COLÓIDES

Extração por Animais e

Formação de Carapaças

Evaporação

Deposição

Compactação e

litificação

Compactação

Metasomastosse

SEDIMENTOS

MÓVEIS

Minerais

Clásticos

Orgânicos

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3. COLETA DE AMOSTRAS DE SOLO

Existem diversas formas de coleta de amostras de terra, em função do objetivo da análise, como por exemplo:

• amostra de fertilidade para assistência ao agricultor;

• amostra para caracterização de perfis de solo;

• amostra para fins não agrícolas, etc.

Em todos estes tipos de amostragem do solo, é necessário, inicialmente, dividir a área em porções homogêneas quanto ao relevo, vegetação, tipo de drenagem e uso do terreno.

As diversas propriedades do solo podem ser avaliadas através de análises que utilizam terra destorroada e amostras com sua estrutura original, o que leva a divisão em dois tipos de amostras:

• amostras deformadas, nas quais não é necessário preservar o arranjo natural da terra, sendo utilizadas para analisar a composição mineral do solo, a distribuição das frações granulométricas, a densidade real e algumas determinações de capacidade de retenção de água.

• amostras indeformadas, que são coletadas de forma a preservar a estrutura original do solo, sendo utilizadas para determinar a densidade global do solo e a velocidade de infiltração de água, dentre outras análises.

COLETA DE AMOSTRAS PARA CARACTERIZAÇÃO DE PERFIS

Uma vez descrito o perfil do solo, deve-se proceder à coleta de amostras dos diferentes horizontes, que serão enviadas, em pequenos sacos, ao laboratório para serem submetidas às análises físicas, químicas e mineralógicas.

Durante a coleta das amostras, deverão ser descartadas as porções que não forem típicas do horizonte que está sendo coletado, isto é, os materiais correspondentes às faixas que constituem limites entre horizontes adjacentes e que não exprimem as propriedades de nenhum deles de per si.

A coleta das amostras deve ser dos horizontes inferiores para os superiores, na quantidade de 2 kg, aproximadamente, por horizonte ou camada, aumentando a quantidade de material coletado, quando a proporção de frações grosseiras for grande ou elevado o teor de matéria orgânica, bem como quando se tratar de horizonte orgânico.

Ao fechar os sacos, procede-se à etiquetagem, através do uso de etiquetas de cartolina, uma no interior dos sacos e outra amarrada na parte externa. As etiquetas das amostras dos horizontes deverão registrar: instituição, classificação do solo, número do perfil, município, horizonte, profundidade, coletor, data.

COLETA DE AMOSTRAS DE FERTILIDADE PARA ASSISTÊNCIA AO AGRICULTOR

A coleta de amostras para caracterização da fertilidade do solo, voltadas à assistência técnica ao agricultor quanto à necessidade de adubação e calagem do solo, deve ser feita segundo o procedimento abaixo:

- Dividir a propriedade em áreas uniformes de até 10 hectares para a retirada de amostras. Cada uma delas deverá ser uniforme quanto à topografia, cor e textura do solo, bem como quanto às adubações e calagem que receberam. Áreas pequenas, diferentes das circunvizinhas, não deverão ser amostradas juntas.

• Cada uma as áreas deverá ser percorrida em ziguezigue, retirando-se com um trado amostras de 15 a 20 pontos diferentes, que deverão ser colocadas juntas, em um balde limpo. Na falta de trado, poderá ser usada uma pá ou cavadeira. Todas as amostras individuais de uma mesma área uniforme deverão ser bem misturadas dentro do balde, retirando-se cerca de 500 g para enviar ao laboratório.

(24)

• - Para culturas anuais, as amostras deverão ser retiradas da camada superficial do solo, até a profundidade de 20 cm, tendo antes o cuidado de limpar a superfície dos locais escolhidos, removendo as folhas e outros detritos. Para culturas perenes e pastagens, também devem ser coletadas amostras das profundidades de 20-40 cm e 20-40-60 cm.

• - Não retirar amostras de locais próximos a residências, galpões, estradas, formigueiros, depósitos de adubos, etc., nem quando o terreno estiver encharcado.

• - Os sacos plásticos devem ser etiquetados, com uma etiqueta no interior dos sacos e outra amarrada na parte externa. As etiquetas deverão registrar: instituição, município, local de coleta, profundidade, coletor,

data.

3.1. MATERIAIS E MÉTODOS

Antes de iniciar a amostragem é necessário limpar a área de coleta. Quando esta for feita em perfis de solo, deve-se primeiro separar os horizontes com base em suas propriedades morfológicas e então coletar o material, começando a partir do horizonte mais profundo para o mais superficial. Quando for utilizado o trado, deve-se fazer raspagem superficial da vegetação no local da coleta e diferenciar as amostras em função da variação vertical das propriedades do solo, anotando-se as respectivas profundidades.

Para a caracterização de propriedades físicas é recomendável a coleta de material em diferentes profundidades, além das camadas superficiais de 0 a 20 cm e de 20 a 40 cm, freqüentemente usadas em fertilidade

do solo.

O procedimento usual de coleta é:

 etiquetar os recipientes, utilizando para registro das amostras os códigos de grupo de trabalho e turma prática;  registrar informações sobre o local de coleta (talhão, parcela, perfil, horizonte, etc.) e data da amostragem;  coletar cerca de 1 kg de terra utilizando o martelo pedológico, no caso de perfil de solo, ou trado, no caso de

terreno;

 coletar torrões para observação posterior de propriedades morfológicas;

 levar amostras para o local de preparo e espalhar o material sobre jornais, preservado os torrões e os sacos usados na coleta.

A coleta de amostras indeformadas, com instrumentos especiais será abordada no capítulo sobre densidade aparente.

(25)

4. PREPARO DE AMOSTRAS DE TERRA

As amostras de solo coletadas no campo têm que ser preparadas para seu adequado armazenamento e posterior análise física e química. As amostras deformadas, nas quais não se preservou a estrutura original do solo,

devem ser colocadas no laboratório sobre bandejas ou papel, à sombra e em ambiente isento de poeira.

A amostra deve ser então destorroada, com rolos de madeira ou garrafas, de forma a quebrar os torrões sem no entanto partir os minerais presentes. A amostra é então peneirada em peneira de malha de 2 mm: o material retido constitui as frações grosseiras do solo (calhau e cascalho), enquanto o material que passa na peneira é a chamado de terra fina seca ao ar (TFSA). As frações grosseiras podem ser lavadas e pesadas, para se determinar sua proporção na amostra de solo em estudo. Por sua vez, a TFSA é armazenada em recipientes adequados, e utilizada posteriormente nas análises físicas e químicas do solo.

A TFSA possui ainda um certo teor de umidade, que se encontra em equilíbrio com a umidade atmosférica, que é chamada de umidade higroscópica ou residual. Esse teor de umidade é função da quantidade e tipo de colóides presentes na amostra, sendo, portanto, uma função direta da superfície específica do material. Para retirar-se essa umidade e obter-retirar-se somente a terra livre de água, é necessário submeter a amostra ao aquecimento em estufa. A amostra úmida é pesada e levada para secar em estufa ajustada para temperatura de 105°C a 110°C, onde permanece por um tempo mínimo de 24 horas. Após esse período de tempo é retirada da estufa, colocada em dessecador para esfriar e pesada. Essa terra livre de água recebe a denominação de terra fina seca em estufa (TFSE). Convencionou-se que para expressar os resultados de determinações analíticas em laboratório deve-se utilizar a TFSE, visando uniformidade de resultados e possibilidade de reprodução.

Por outro lado, o manuseio da amostra de TFSE no laboratório é bastante problemático, uma vez que, ao ser retirada da estufa esta tem a capacidade de rehidratar-se, entrando em novo equilíbrio com a umidade atmosférica. Desta forma, prefere-se realizar as determinações analíticas sobre a TFSA e expressar os resultados em TFSE, empregando-se um fator de correção (fc) em função da umidade higroscópica da amostra.

De posse dos pesos da amostra úmida e seca, pode-se determinar o teor de umidade da amostra, ou a umidade gravimétrica (em peso). Como este teor de umidade foi determinado na TFSA, obtém-se assim o valor da umidade higroscópica da amostra.

Determinação da umidade higroscópica e fator de correção

 Colocar a amostra úmida em cadinho de metal identificado e de peso conhecido (P1);  Pesar o cadinho mais amostra úmida (P2);

 Levar à estufa a 105°C e deixar por 24 horas;

 Retirar rapidamente com auxilio de pinça e deixar resfriar no interior do dessecador;  Após esfriar, pesar rapidamente o cadinho mais amostra seca (P3);

 Calcular a umidade higroscópica (Uh) e o fator de correção (fc). R ESULTADOS

Peso úmido da amostra - Peso seco da amostra × 100 Uh=

Peso seco da amostra (em %, uma casa decimal) TFSA

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Amostra _cadinho Nº do Peso do_cadinho Peso do cadinho + TFSA Peso do cadinho + TFSE TFSA TFSE Uh (%) Fc (P1) (P2) (P3) (P2 - P1) (P3 - P1)

(27)

5. PERFIL DO SOLO

Chama-se dePERFIL do solo a seção vertical que partindo da superfície aprofunda-se até onde chega a ação

do intemperismo, mostrando, na maioria das vezes, uma série de camadas, dispostas horizontalmente, denominadas

HORIZONTES, cuja formação é conseqüência de transformações físicas, químicas e biológicas operadas no solo.

Desta forma, o perfil reflete o histórico da evolução de um solo.

Portanto,HORIZONTES são camadas de solo aproximadamente paralelas à superfície do terreno, que possuem

propriedades resultantes dos efeitos combinados dos processos de formação do solo. As características usualmente utilizadas para a diferenciação dos HORIZONTES são de natureza morfológica, como: textura, cor, consistência,

estrutura, atividade biológica, etc. Podem também ser usadas características analíticas físicas, químicas e mineralógicas para a diferenciação de HORIZONTES.

A natureza e o número de HORIZONTES variam grandemente nos diferentes tipos de solo. Por isso, com a

finalidade de apresentar todos osHORIZONTES que podem ocorrer em um PERFIL, adotaremos umPERFIL hipotético.

EstePERFIL tem a finalidade de servir para demonstrar quase todos os HORIZONTES que podem ocorrer em um corte

vertical que vai da superfície até a rocha inalterada. Os solos geralmente não possuem todos esses HORIZONTES bem

caracterizados, entretanto, pelo menos possuem parte deles.

Na caracterização morfológica de um PERFIL é usada nomenclatura especial, na qual as letras maiúsculas

servem para caracterizar os horizontes típicos. Assim as letrasA,B,C representam os principais horizontes do solo. Enquanto os horizontesA eB caracterizam o verdadeiro solo (solum), o horizonte C refere-se ao material originário pouco alterado pela ação do intemperismo, e finalmente R corresponde à rocha inalterada. É possível também

identificar horizontes de transição, designados comoAB,BA ouBC.

P E R F I L H I P O T É T I C O D E S O L O

LEIGO

PEDÓLOGO

HORIZONTE

CARACTERÍSTICAS

Solo

superficial O Horizonte orgânico (serapilheira ou turfa) Zona de

eluviação A

Horizonte com acumulação de matéria orgânica decomposta, com cor escura

Solum AB Horizonte transicional para B porém mais semelhante_{ao horizonte A} BA Horizonte transicional para A, porém mais_{semelhante ao horizonte B} Subsolo _iluviaçãoZona de B

Horizonte de máxima acumulação iluvial ou concentração relativa de argila e de óxidos, de máxima expressão da gênese do solo

BC ou

CB Horizonte transicional para C

C Rocha parcialmente decomposta, podendo corresponder ou não ao material originário do solo R Rocha consolidada

A presença dos vários tipos de horizontes mencionados, está subordinada às condições que regulam a formação e evolução do solo, e como as condições variam de acordo com as circunstâncias, ditadas pelo material de

(28)

Aparentemente o horizonte O está diretamente relacionado ao tipo de vegetação. Em solos cobertos por pastagens e sob pastoreio esses horizontes não existem, mas são comuns em solos de florestas especialmente os de

clima temperado (nos trópicos a mineralização da matéria orgânica é mais acentuada).

O cultivo inadequado pode reduzir a espessura de horizonte A, que constitui freqüentemente a camada arável. Em áreas cultivadas e desprotegidas, a erosão pode eliminar grande parte do horizonte A, podendo aflorar o horizonte B, e até mesmo o C.

Os diversos solos têm seqüências de horizontes variáveis e com diferentes propriedades, as quais permitem a distinção das classes de solos. Assim, a descrição do perfil do solo é essencial para a taxonomia do solo e para a avaliação da aptidão para fins agrícolas, florestais e outros usos.

A descrição morfológica do perfil é feita observando-se no campo as características morfológicas de cada um dos horizontes identificados, tais como: textura, cor, consistência, estrutura, atividade biológica, etc… Também devem ser registradas informações sobre paisagem, localização e litologia.

Os perfis de solo devem ser descritos em trincheiras; entretanto, podem ser usados barrancos ou cortes de estrada.

5.1. MATERIAL

1. Ficha de descrição de perfis;

2. Manual de descrição de coleta de solo no campo; 3. Carta de cores de Munsell;

4. Faca, pisset, trena, martelo pedológico e recipiente para coleta de amostras.

5.2. MÉTODO

Os perfis serão descritos de acordo com as normas da Sociedade Brasileira de Ciência do Solo, e as informações registradas em formulários próprios, de forma simplificada. A seguinte seqüência pode ser usada no processo de descrição de perfil.

Uma vez definido o local, trincheira ou corte de estrada, localize-o através de vias principais de acesso, distância em relação a marcos permanentes (pontes, rio, construções, entroncamento, etc.), indicando o município e estado. Descreva a paisagem, definindo o relevo, a cobertura vegetal, material originário, erosão, uso atual, etc.

Proceda ao exame do perfil do solo, limpando-o com uma pá reta no caso de corte de estrada. Inicie a separação dos principais horizontes ou camadas utilizando o martelo pedológico e a faca. A separação dos horizontes é feita através de suas propriedades morfológicas, tais como: cor, presença de raízes e outros organismos, textura, estrutura, consistência e presença de minerais primários facilmente intemperizáveis e fragmentos de rochas.

Para auxiliar a separação de sub-horizontes, coletar amostras dos principais horizontes (A, B ou C) e compare-as com o material obtido de zonas de transição (AB, BA ou BC).

Para ordenação das propriedades a serem descritas, sugere-se a seguinte seqüência: nome do horizonte, profundidade (limite superior e inferior), cor (seca e úmida), textura, estrutura, consistência do material de solo

(29)

5.3. RESULTADOS

DESCRIÇÃO DO PERFIL (simplificada)

Perfil no_: _Data: Localização: Situação e declive: Material originário: Relevo local: Erosão: Drenagem:

Pedregosidade e/ou rochosidade: Vegetação primária:

Uso atual:

Descrito e coletado por:

DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA DOS HORIZONTES

Nome do horizonte – profundidade; nome da cor (matiz, valor/croma, teor de umidade); classe textural; estrutura (grau, tamanho e tipo); consistência (seco, úmido, plasticidade e pegajosidade); transição entre horizontes.

(30)

6. TEXTURA DO SOLO - DETERMINAÇÃO EXPEDITA

O conhecimento da textura tem grande importância no uso agrícola dos solos. De uma maneira geral, solos de textura arenosa são excessivamente drenados, têm baixa capacidade de troca catiônica (CTC) e favorecem a lixiviação de nutrientes. Já em solos de textura argilosa é freqüente a elevada capacidade de retenção de água e maior a CTC que nos solos de textura arenosa. Entretanto, podem apresentar problemas de utilização de maquinário e de encharcamento devido à menor velocidade de drenagem. Em geral, os solos de textura média são do ponto de vista físico, mais adequados ao uso agrícola.

Esta prática será feita no laboratório com o material obtido nas aulas práticas de coleta e preparo de amostras.

A textura expedita é avaliada através de propriedades físicas e sensações táteis que uma amostra de terra apresenta, quando submetida a manuseio em diferentes teores de umidade.

Para determinar a textura adota-se o seguinte procedimento:

 Tomar cerca de 20 gramas da amostra de terra, eliminar os torrões e homogeneizar;  Umedecer lentamente a amostra, observando a quantidade de água necessária para tal;

 Avaliar as proporções de areia, silte e argila esfregando a terra úmida entre os dedos e comparando as sensações com aquelas obtidas em amostras padronizadas, de textura conhecida.

As propriedades e sensações táteis que caracterizam as diversas frações são:

• AREIA: atrito, aspereza, ausência de plasticidade e de pegajosidade; • SILTE: sedosidade, como o talco;

• ARGILA: plasticidade, pegajosidade e ausência de aspereza, além da maior capacidade de retenção de água.

Em amostras com teores elevados de matéria orgânica, as propriedades e sensações táteis das frações minerais podem ser mascaradas.

Como os solos e horizontes são constituídos de mais de uma fração granulométrica, as diferentes combinações de areia, silte e argila podem ser agrupadas nas seguintes classes generalizas de textura:

•ARENOSA OU LEVE - teor de argila menor que 15%, compreendendo as classes texturais areia e areia franca. •MÉDIA OU INTERMEDIÁRIA - entre 15 e 35% de argila;

•ARGILOSA OU PESADA - entre 35 e 60 % de argila; •MUITO ARGILOSA - teor de argila acima de 60%; e

•SILTOSA - teor de silte superior a 50% para teores de argila menores que 35% e de areia menores que 15%.

6.2. RESULTADOS

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7. ANÁLISE GRANULOMÉTRICA

A análise granulométrica possibilita a quantificação dos componentes areia, silte e argila, expressos em percentagem de cada fração granulométrica em relação à fração total de terra fina seca em estufa (TFSE).

As diferentes partículas do solo são classificadas pelo seu tamanho, de acordo com a seguinte classificação: Fração granulométrica Frações grosseiras Areia Grossa Areia

fina Silte Argila Diâmetro > 2 mm 2 - 0,2 mm 0,2 - 0,05 mm 0,05 - 0,002 mm < 0,002 mm

As frações grosseiras são separadas quando do peneiramento da amostra para obtenção da terra fina seca ao ar (TFSA).

Além da obtenção da classe textural, os resultados da análise granulométrica permitem uma caracterização quase permanente da amostra de terra ou horizonte, uma vez que é uma propriedade pouco alterável do solo. De forma mais precisa que a textura expedita, esta análise permite também estimar a capacidade de troca catiônica, retenção de umidade, capacidade de infiltração de água no solo, resistência a operações de preparo e cultivo do terreno, etc.

MATERIAIS EMÉTODOS

Esta prática será feita no laboratório com o material obtido nas aulas práticas de coleta e preparo de amostras.

O método utilizado para a separação das frações granulométrica será o MÉTODO DA PIPETA, descrito a seguir:

1. Pesar 10 g de TFSE (ou 10 x fc = y g de TFSA), usando balança de precisão de 0,01 g;

2. Transferir para o copo do agitador mecânico, com a ajuda de um pisset. Adicionar cerca de 150 ml de água destilada e 10 ml de NaOH 1N;

3. Agitar durante 15 minutos;

4. Transferir para proveta de 1000 ml o conteúdo do copo agitador. Completar o volume da proveta com água destilada e medir a temperatura da suspensão;

5. Com a informação da temperatura, calcular o tempo de sedimentação das frações silte e areia. segundo a Lei de Stokes. 2 * * ) ( 2 * * 9 r g Df Dr h n T − = onde:

T = tempo de sedimentação (segundos)

n = viscosidade da água (variável com a temperatura) h = altura de queda (convencionada 5 cm)

Dr = densidade real da partícula (valor médio 2,65 g cm-3₎

Df = densidade da água (tomada como de 1g cm-3_{ou de acordo com a temperatura)}

r = raio da partícula (0,0001 cm)

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Temperatura (o_C) Viscosidad e (Poise) Densidade da Água (g/cm3₎ 16 0,01109 0,99897 17 0,01081 0,99880 18 0,01053 0,99863 19 0,01027 0,99844 20 0,01002 0,99823 21 0,00978 0,99802 22 0,00955 0,99780 23 0,00940 0,99757 24 0,00911 0,99733 25 0,00890 0,99708 26 0,00871 0,99681 27 0,00851 0,99654 28 0,00833 0,99626 29 0,00815 0,99598 30 0,00798 0,99568 31 0,00781 0,99537 32 0,00765 0,99506 33 0,00749 0,99473 34 0,00734 0,99440 35 0,00719 0,99406

6. Calculado o tempo de sedimentação, agitar a suspensão cuidadosamente, com o auxilio do agitador manual, durante 1 minuto;

7. Terminada a agitação, inicia-se a contagem do tempo de sedimentação;

8. Decorrido este tempo, pipetar uma alíquota de 10 ml da suspensão, colocando-se a piteta no centro da proveta e a 5 cm da superfície, utilizando-se uma bomba manual de sucção;

9. Transferir a alíquota para cadinho (becher) previamente pesado (com precisão de 0,0001 g) e levar a estufa, a 105°C por 24 horas;

10. Passar a suspensão restante por uma peneira de malha 0,053 mm, lavando-a em água corrente para eliminar a argila e o silte. O material retido na peneira é a fração areia.

11. Transferir a areia retida na peneira para cadinho (placa de Petri), previamente pesado, com auxilio de um pisset. Levar a estufa de 105°C para secagem;

12. após 24 horas de estufa, transferir os cadinhos para um dessecador, deixar esfriar e pesar os cadinhos novamente;

13. calcular os percentuais de cada fração segundo as relações

 %ARGILA = 1000 x (peso da argila - 0,004)  %AREIA = 10 x peso da areia

 %SILTE = 100 - % areia - % argila

Os resultados da análise granulométrica são expressos sem nenhuma casa decimal.

Com os resultados da análise granulométrica, determina-se a classe textural do solo com base no triângulo de classificação textural.

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R ESULTADOS

Tempo de sedimentação: h min s

Amostra Fração N° do Cadinho Peso do Cadinho (g) Cadinho +_Amostra Massa da Amostra Argila

Areia Argila

Areia